|
ГРАНИТНЫЕ БАТОЛИТЫ ДНА
ЯПОНСКОГО МОРЯ
Леликов Е.П.
Тихоокеанский
океанологический институт им. В.И. Ильичева ДВО РАН, Владивосток,
Россия
lelikov@poi.dvo.ru
Граниты играют
важную роль в геологическом строении окраинных морей Тихого океана.
Многочисленные выходы докембрийских, палеозойских, мезозойских и
кайнозойских гранитоидов установлены на материковом склоне,
подводных возвышенностях и хребтах Японского, Охотского,
Восточно-Китайского и Филиппинского морей. Эти моря различаются
между собой типом и составом земной коры, строением и временем
формирования складчатого фундамента, что определяет особенности
гранитоидного магматизма каждого из них. На основании
петрогеохимической классификации (Таусон, 1977),
структурно-тектонической позиции гранитоидных массивов, они
подразделяются на три генетических класса: ультраметаморфогенные,
палингенные и дифференциаты андезитовой и толеитовой магм, среди
которых выделяются гранитоиды нескольких формационно-геохимических
типов (Леликов, Маляренко, 1994).
Крупные
гранитоидные массивы, которые по размерам и форме могут быть
отнесены к батолитам, установлены на подводных структурах Японского
моря – на Корейском плато и возвышенности Ямато. Они
различаются по происхождению: первые относятся к образованиям
палингенно-анатектоидного класса, а вторые представляют собой
производные андезитовой магмы, что определяет особенности их состава
и геохимическую специализацию.
В западной части
Японского моря в пределах Корейского плато установлен крупный
батолит, граниты которого подняты при драгировании с различных
уступов возвышенности с глубины от 1700 до 950 м. Массив вытянут в
пределах изученной его части примерно на 200 км с севера на юг при
ширине от 40 до 70 км. Он сложен в основном неравномернозернистыми
крупно-, среднезернистыми розовато-серыми гранитами, часто
порфировидными с фенокристами микроклина, среди которых развиты
биотитовые и лейкократовые разности. Реже наблюдаются
биотит-роговообманковые гранодиориты и кварцевые сиениты, а также
кварц-полевошпатовые пегматиты.
Эти
среднепалеозойские граниты образуют крупный массив, сформированный в
процессе палингенного плавления метаморфогенных образований
докембрия, недозамещенные реликты которых встречаются в его составе.
По железистости, кальциевости и общей щелочности эти граниты
аналогичны гнейсогранитам докембрия, что свидетельствует о влиянии
докембрийских образований на состав описываемых пород. Массив
перекрыт толщей, сходной с девонскими отложениями Кореи, в базальных
слоях которой наблюдается галька гранитов.
По химическому
составу среди гранитов выделяются субщелочные разности и породы
нормальной щелочности. Породы комплекса обогащены Rb,
Ba
и тренды дифференциации этих пород на диаграмме Rb
– Sr
– Ba
направлены вдоль Rb
– Sr
стороны треугольника. Им свойственны высокие концентрации легких
редкоземельных элементов (LREE),
низкие содержания тяжелых (REE),
что выражается в высоких La/Sm
(4,85-6,04), La/Yb
(28,85-50,88) отношениях и резко фракционированном спектре
распределения редкоземельных элементов. Для них характерна четко
выраженная отрицательная европиевая аномалия, связанная с высоким
содержанием в породе полевых шпатов.
По содержанию ряда
микроэлементов (табл. 1) и химической специализации породы комплекса
отвечают палингенным гранитам известково-щелочного ряда (Таусон,
1977).
Петрогеохимические
особенности пород и состав минералов позволяют отнести их к группе
палингенных гранитов формации гранитных батолитов, которые
кристаллизовались из магмы с высоким содержанием водной фазы при
сравнительно низкой температуре 550-660С
в абиссальной фации глубинности (Леликов, Маляренко, 1994).
Таблица 1.
Средние содержания микроэлементов (г/т) в гранитоидах
|
Элемент
|
1
|
2
|
3
|
4
|
5
|
|
Rb
|
151
|
60-87
|
94-104
|
175
|
100
|
|
Sr
|
280
|
362-569
|
571-480
|
330
|
260
|
|
Ba
|
774
|
541-888
|
835-1013
|
830
|
550
|
|
Zr
|
139
|
153-156
|
173-146
|
190
|
115
|
|
B
|
40
|
35-63
|
42-41
|
22
|
|
|
Sn
|
2,9
|
4,2-1,8
|
3,4-1,6
|
6,2
|
2
|
|
Pb
|
28
|
27-23
|
41-26
|
27
|
10
|
|
Zn
|
-
|
94-24
|
55-18
|
51
|
43
|
|
Cu
|
35
|
35-47
|
39-41
|
8
|
40
|
|
Ni
|
17
|
28-21
|
34-18
|
17
|
15
|
|
Co
|
6
|
13-8
|
15-9
|
11
|
13
|
|
Cr
|
12
|
66-12
|
23-16
|
38
|
-
|
|
V
|
29
|
130-37
|
78-44
|
21
|
85
|
Примечание: 1 –
граниты Корейского плато, 2 – гранитоиды известково-щелочной
серии Ямато, 3 – гранитоиды субщелочной серии Ямато, 2, 3, –
средние значения содержаний микроэлементов от габбро (диоритов) к
гранитам. 4-5 – средний редкоэлементный состав гранитоидов по
(Таусон, 1977): 4 – палингенных известково-щелочного ряда, 5
–андезитового ряда.
На подводной
возвышенности Ямато, расположенной в центральной части моря, изучен
крупный массив гранитоидов позднепалеозойского комплекса
(332,0-258,0 млн. лет), вытянутый на 200 км при ширине отдельных
выходов 15-30 км. Сходство пород различных участков возвышенности
позволяет предполагать, что фундамент Ямато сложен гранитоидами,
которые в мезозое были выведены на дневную поверхность, эродированы
и перекрыты нижнемеловыми и палеогеновыми отложениями, в базальных
слоях которых отмечается галька и валуны этих гранитов.
Его породы
подразделяются на известково-щелочную и субщелочную серии. К первой
относятся кварцевые диориты, гранодиориты, биотитовые граниты и
лейкограниты, а ко второй - кварцевые монцониты и субщелочные
граниты, что отчетливо проявляется на диаграмме щелочи –
кремнезем в виде самостоятельных трендов (Бородин, 1987). Это
отражается и на геохимической специализации пород, заключающейся в
увеличении содержания редких щелочей и снижении сидерофильных
элементов от известково-щелочных к субщелочным разностям (табл.).
Однако на диаграмме Rb – Sr – Ba
точки составов всех пород располагаются вдоль Sr – Ba
оси треугольника в области производных андезитовой магмы. В породах
обоих типов наблюдается резко фракционированный спектр распределения
редкоземельных элементов (REE),
но в щелочных разностях это выражено более четко, что отражается в
более высоких значениях отношений La/Sm
(4,14-6,64), La/Yb
(14,44-40,32) в субщелочных, чем в известково-щелочных La/Sm
(1,77-3,22), La/Yb
(3,64-7,70). Гранитоидам свойственна отрицательная европиевая
аномалия.
Гранитоиды
кристаллизовались в пограничной области абиссальных и
мезоабиссальных интрузий в низкотемпературных условиях (Т –
590-660С),
свойственных гранитам, обогащенным водной фазой. Эти граниты –
дифференциаты мантийно-коровых магм, которые по набору пород и
геохимическим особенностям отвечают породам габбро-гранитной
формации калий-натриевого типа, существенно отличаются от
производных магм корового генезиса – палингенных гранитов
Корейского плато.
Литература
Бородин Л.С. Петрохимия магматических серий. М.: Наука,
1987. 262с.
Леликов Е.П., Маляренко А.Н. Гранитоидный
магматизм окраинных морей Тихого океана. Владивосток: Дальнаука,
1994. 268с.
Таусон Л.В. Геохимические типы и потенциальная
рудоносность гранитоидов. М.: Наука, 1977. 280с.
|